Pedosfera

La pedosfera es la capa biomineral porosa que recubre la Tierra, y que está sujeta a los procesos de constante cambio en la formación del relieve terrestre. Una sección concreta de la pedosfera se denomina suelo y constituye la capa visible de la Tierra, como los accidente geográfico o los diferentes hábitats terrestres. La palabra "pedosfera" proviene del griego πέδον (pedon: suelo o tierra) y σφαῖρα (sphaira: esfera) y significa la capa del suelo.

La pedosfera está sujeta a los procesos de formación de suelo y terraformación, como la erosión o la sedimentación. Por ello, la pedosfera se forma en la intersección de la litosfera (capa rocosa rígida), la atmósfera (aire), la hidrosfera (agua) y la biosfera (seres vivos), actuando como la piel del planeta Tierra. Es a través de la interacción dinámica entre estos elementos (aire, organismos vivos, minerales y agua) se desarrolla la pedosfera.

Está conformada por minerales, materia orgánica, microorganismos, y acumulaciones de gases y líquidos en las porosidades del suelo. La pedosfera es el soporte de las formas de vida terrestres, siendo un componente activo y dinámico en la interacción entre los distintos sistemas bioenergéticos. Su estudio permite una gestión sostenible de los recursos naturales y la conservación del medio ambiente.

Esta capa terrestre juega un papel crucial como mediadora del flujo químico y biogeoquímico entre los distintos sistemas de la Tierra. Compuesta por elementos gaseosos, minerales, fluidos y biológicos, la pedosfera se sitúa dentro de la Zona Crítica, una interfaz más amplia que abarca desde la vegetación hasta el lecho rocoso. En esta zona, la biosfera y la hidrosfera interactúan intensamente, influenciando la química del suelo.

Geográficamente, la pedosfera se encuentra bajo la cubierta vegetal y sobre la hidrosfera y la litosfera. El proceso de formación del suelo, conocido como pedogénesis, puede iniciarse sin intervención biológica, pero se acelera notablemente con la presencia de reacciones biológicas. Estas reacciones biológicas contribuyen a la formación de una "esponja de carbono" en el suelo, esencial para el ciclo de carbono terrestre.

Formación de la pedosfera

El proceso de formación del suelo, conocido como pedogénesis, puede comenzar sin la intervención de la biología, pero se acelera significativamente con la presencia de reacciones biológicas. Estas reacciones biológicas contribuyen a la formación de una "esponja de carbono" en el suelo. La pedogénesis se inicia con la descomposición química y/o física de minerales para formar el material inicial que recubre el sustrato rocoso. Organismos como líquenes, musgos y plantas con semillas, que son pioneros biológicos, secretan compuestos ácidos que facilitan la descomposición de la roca. Además de estas reacciones biológicas, ocurren muchas otras reacciones inorgánicas que diversifican la composición química de la capa inicial del suelo.

A medida que se acumulan los productos de meteorización y descomposición, se forma un cuerpo de suelo coherente que permite la migración de fluidos tanto vertical como lateralmente a través del perfil del suelo. Este proceso provoca un intercambio de iones entre las fases sólida, fluida y gaseosa, alterando así la geoquímica del suelo. Con el paso del tiempo, la composición química general del suelo se desvía de la composición inicial del lecho rocoso y evoluciona hacia una química que refleja el tipo de reacciones que tienen lugar en el suelo.

HSD

Interacción con la litosfera

Las condiciones primarias para el desarrollo del suelo están controladas por la composición química de la roca sobre la que eventualmente se formará el suelo. Los tipos de rocas que forman la base del perfil del suelo suelen ser sedimentarias (carbonatadas o silíceas), ígneas o metaígneas (rocas ígneas metamorfoseadas) o rocas volcánicas y metavolcánicas. El tipo de roca y los procesos que conducen a su exposición en la superficie están controlados por el entorno geológico regional del área específica en estudio, que giran en torno a la teoría subyacente de la tectónica de placas, la subsiguiente deformación, levantamiento, hundimiento y deposición.

Las rocas metaígneas y metavolcánicas forman el componente más grande de los cratones y tienen un alto contenido de sílice. Las rocas ígneas y volcánicas también tienen un alto contenido de sílice, pero con rocas no metamorfoseadas, la meteorización se vuelve más rápida y la movilización de iones está más extendida. Las rocas ricas en sílice producen ácido silícico como producto de la meteorización. Hay pocos tipos de rocas que conducen a un enriquecimiento localizado de algunos de los elementos biológicamente limitantes como el fósforo (P) y el nitrógeno (N). El esquisto fosfático (< 15 % P ₂ O ₅) y la fosforita (> 15 % P ₂ O ₅) se forman en cuencas anóxicas de aguas profundas que preservan la materia orgánica. La piedra verde (metabasalto), la filita y el esquisto liberan hasta un 30–50 % de la reserva de nitrógeno.Sucesiones gruesas de rocas carbonatadas a menudo se depositan en los márgenes de los cratones durante el aumento del nivel del mar. La disolución generalizada de carbonato y minerales evaporados conduce a niveles elevados de Mg, HCO₃, Sr, Na, Cl y SO₄iones en disolución acuosa.

Meteorización y disolución de minerales

El proceso de formación del suelo está dominado por la meteorización química de los minerales de silicato, con la ayuda de productos ácidos de plantas y organismos pioneros, así como aportes de ácido carbónico de la atmósfera. El ácido carbónico se produce en la atmósfera y en las capas del suelo a través de la reacción de carbonatación.<img src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/379f8351ca16d22becab396669e7365d1f381ab2" alt="{displaystyle {ce {H2O + CO2 H+ + HCO3- H2CO3}}}">

Esta es la forma dominante de meteorización química y ayuda en la descomposición de los minerales de carbonato como la calcita y la dolomita y los minerales de silicato como el feldespato. La descomposición del feldespato sódico, albita, por el ácido carbónico para formar arcilla caolinita es la siguiente:<img src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/32844b7e22b24c95c38aa1c978b4d26be9a37d32" alt="{displaystyle {ce {2 NaAlSi3O8 + 2 H2CO3 + 9 H2O 2 Na+ + 2 HCO3- + 4 H4SiO4 + Al2Si2O5(OH)4}}}">

La evidencia de esta reacción en el campo serían niveles elevados de bicarbonato (HCO₃), iones de sodio y sílice en el agua de escorrentía.

La descomposición de los minerales de carbonato:<img src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/330692d5b01020a8980e4a71045a46c233d2afa5" alt="{displaystyle {ce {CaCO3 + H2CO3 Ca^2+ + 2 HCO3-}}}"><img src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/bfa84b1841c7a66226a1f992c55a22de1f04e42a" alt="{displaystyle {ce {CaCO3 Ca^2+ + CO3^2-}}}">

La disolución adicional de ácido carbónico (H ₂ CO ₃) y bicarbonato (HCO₃) produce gas CO2 _. La oxidación también contribuye de manera importante a la descomposición de muchos minerales de silicato y la formación de minerales secundarios (diagénesis) en el perfil inicial del suelo. La oxidación de olivino (FeMgSiO ₄) libera iones Fe, Mg y Si. El Mg es soluble en agua y se transporta en la escorrentía, pero el Fe a menudo reacciona con el oxígeno para precipitar Fe ₂ O ₃ (hematita), el estado oxidado del óxido de hierro. El azufre, un subproducto de la materia orgánica en descomposición, también reaccionará con el hierro para formar pirita (FeS ₂) en ambientes reductores. La disolución de pirita conduce a niveles altos de pH debido a los iones H elevados y una mayor precipitación de Fe ₂ O ₃cambiando en última instancia las condiciones redox del medio ambiente.

Interacción con la biosfera

Las entradas de la biosfera pueden comenzar con líquenes y otros microorganismos que secretan ácido oxálico. Estos microorganismos, asociados con la comunidad de líquenes o que habitan independientemente en las rocas, incluyen varias algas verdeazuladas, algas verdes, varios hongos y numerosas bacterias. Los líquenes han sido vistos durante mucho tiempo como los pioneros del desarrollo del suelo, como sugiere la siguiente declaración de Isozaki de 1997:

La conversión inicial de la roca en suelo la llevan a cabo los líquenes pioneros y sus sucesores, los musgos, en los que los rizoides parecidos a pelos asumen el papel de raíces al descomponer la superficie en polvo fino.

Sin embargo, los líquenes no son necesariamente los únicos organismos pioneros ni la forma más temprana de formación del suelo, ya que se ha documentado que las plantas con semillas pueden ocupar un área y colonizar más rápido que los líquenes. Además, la sedimentación eólica (generada por el viento) puede producir altas tasas de acumulación de sedimentos. No obstante, los líquenes ciertamente pueden soportar condiciones más duras que la mayoría de las plantas vasculares y, aunque tienen tasas de colonización más lentas, forman el grupo dominante en las regiones alpinas.

Los ácidos orgánicos liberados de las raíces de las plantas incluyen ácido acético y ácido cítrico. Durante la descomposición de la materia orgánica, los ácidos fenólicos se liberan de la materia vegetal y los microbios del suelo liberan ácido húmico y ácido fúlvico. Estos ácidos orgánicos aceleran la meteorización química al combinarse con algunos de los productos de la meteorización en un proceso conocido como quelación. En el perfil del suelo, estos ácidos orgánicos a menudo se concentran en la parte superior del perfil, mientras que el ácido carbónico juega un papel más importante hacia la parte inferior del perfil o por debajo del acuífero.

A medida que la columna del suelo se desarrolla más en acumulaciones más espesas, los animales más grandes llegan a habitar el suelo y continúan alterando la evolución química de su respectivo nicho. Las lombrices de tierra airean el suelo y convierten grandes cantidades de materia orgánica en rico humus, mejorando la fertilidad del suelo. Los pequeños mamíferos excavadores almacenan alimentos, crecen y pueden hibernar en la pedosfera alterando el curso de la evolución del suelo. Los grandes mamíferos herbívoros sobre el suelo transportan nutrientes en forma de desechos ricos en nitrógeno y astas ricas en fósforo, mientras que los depredadores dejan montones de huesos ricos en fósforo en la superficie del suelo, lo que lleva a un enriquecimiento localizado del suelo debajo.

Condiciones redox en suelos de humedales

El ciclo de nutrientes en lagos y humedales de agua dulce depende en gran medida de las condiciones redox. Bajo unos pocos milímetros de agua, las bacterias heterótrofas metabolizan y consumen oxígeno. Por lo tanto, agotan el suelo de oxígeno y crean la necesidad de respiración anaeróbica. Algunos procesos microbianos anaeróbicos incluyen la desnitrificación, la reducción de sulfatos y la metanogénesis y son responsables de la liberación de N ₂ (nitrógeno), H ₂ S (sulfuro de hidrógeno) y CH ₄ (metano). Otros procesos microbianos anaeróbicos están relacionados con cambios en el estado de oxidación del hierro y el manganeso. Como resultado de la descomposición anaeróbica, el suelo almacena grandes cantidades de carbono orgánico porque la esponja de carbono del suelo permanece intacta.

El potencial redox describe de qué manera procederán las reacciones químicas en suelos deficientes en oxígeno y controla el ciclo de nutrientes en sistemas inundados. El potencial redox, o potencial de reducción, se utiliza para expresar la probabilidad de que un entorno reciba electrones y, por lo tanto, se reduzca. Por ejemplo, si un sistema ya tiene muchos electrones (lutita anóxica rica en materia orgánica), se reduce. En un sistema, probablemente donará electrones a una parte que tenga una baja concentración de electrones, o un entorno oxidado, para equilibrar el gradiente químico. Un ambiente oxidado tiene un potencial redox alto, mientras que un ambiente reducido tiene un potencial redox bajo.

El potencial redox está controlado por el estado de oxidación de las especies químicas, el pH y la cantidad de oxígeno (O ₂) que hay en el sistema. El ambiente oxidante acepta electrones debido a la presencia de O ₂, que actúa como aceptor de electrones:<img src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/111eb4eccc0166fc0161b55b0613ef8dc887b4ad" alt="{displaystyle {ce {O2 + 4 e- + 4 H+ > 2 H2O}}}">

Esta ecuación tenderá a moverse hacia la derecha en condiciones ácidas. Los potenciales redox más altos se encuentran a niveles de pH más bajos. Las bacterias, los organismos heterótrofos, consumen oxígeno mientras descomponen la materia orgánica. Esto agota los suelos de oxígeno, aumentando así el potencial redox. Con un alto potencial redox, la forma oxidada del hierro, el hierro férrico (Fe), se depositará comúnmente como hematita. En condiciones redox bajas, las tasas de descomposición disminuyen y la deposición de hierro ferroso (Fe) aumenta.

Mediante el uso de herramientas geoquímicas analíticas como la fluorescencia de rayos X (XRF) o la espectrometría de masas acoplada inductivamente (ICP-MS), las dos formas de Fe (Fe y Fe) se pueden medir en rocas antiguas, determinando así el potencial redox de suelos antiguos.

Tal estudio se realizó en rocas del Pérmico al Triásico (300-200 millones de años) en Japón y Columbia Británica. Los geólogos encontraron hematita a lo largo del Pérmico temprano y medio, pero comenzaron a encontrar la forma reducida de hierro en pirita dentro de los suelos antiguos cerca del final del Pérmico y en el Triásico. Estos resultados sugirieron que las condiciones se volvieron menos ricas en oxígeno, incluso anóxicas, durante el Pérmico tardío, lo que finalmente condujo a la mayor extinción en la historia de la Tierra, la extinción PT.

La descomposición en suelos anóxicos o reducidos también la llevan a cabo bacterias sulfuro-reductoras que, en lugar de O ₂ utilizan SO₄como aceptor de electrones y produce sulfuro de hidrógeno (H ₂ S) y dióxido de carbono en el proceso:<img src="https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/626e79cdc76e493981a325783ac6b899afd67d3a" alt="{displaystyle {ce {2 H+ + SO4^2- + 2 [CH2O] 2 CO2 + H2S + 2 H2O}}}">

El gas H ₂ S se filtra hacia arriba y reacciona con el Fe y precipita la pirita, actuando como una trampa para el gas tóxico H ₂ S. Sin embargo, el H ₂ S sigue siendo una gran fracción de las emisiones de los suelos de los humedales. En la mayoría de los humedales de agua dulce hay poco sulfato (SO₄) por lo que la metanogénesis se convierte en la forma dominante de descomposición de las bacterias metanogénicas solo cuando se agota el sulfato. El acetato, un compuesto que es un subproducto de la fermentación de la celulosa, es dividido por bacterias metanogénicas para producir metano (CH ₄) y dióxido de carbono (CO ₂), que se liberan a la atmósfera. El metano también se libera durante la reducción de CO ₂ por la misma bacteria.

Interacción con la atmósfera

En la pedosfera es seguro asumir que los gases están en equilibrio con la atmósfera. Debido a que las raíces de las plantas y los microbios del suelo liberan CO ₂ al suelo, la concentración de bicarbonato (HCO₃) en las aguas del suelo es mucho mayor que en equilibrio con la atmósfera, la alta concentración de CO ₂y la presencia de metales en las soluciones del suelo da como resultado niveles de pH más bajos en el suelo. Los gases que escapan de la pedosfera a la atmósfera incluyen los subproductos gaseosos de la disolución de carbonatos, la descomposición, las reacciones redox y la fotosíntesis microbiana. Los principales aportes de la atmósfera son la sedimentación eólica, las lluvias y la difusión de gases. La sedimentación eólica incluye cualquier cosa que pueda ser arrastrada por el viento o que permanezca suspendida, aparentemente indefinidamente, en el aire e incluye una amplia variedad de partículas de aerosol, partículas biológicas como polen y polvo hasta arena de cuarzo puro. El nitrógeno es el componente más abundante en la lluvia (después del agua), ya que el vapor de agua utiliza partículas de aerosol para nuclear las gotas de lluvia.

Pedosfera de los bosques

El suelo está bien desarrollado en el bosque como lo sugieren las gruesas capas de humus, la rica diversidad de grandes árboles y animales que viven allí. Los suelos de los bosques pueden formar una espesa esponja de carbono en el suelo. En los bosques, la precipitación supera la evapotranspiración, lo que da como resultado un exceso de agua que se filtra hacia abajo a través de las capas del suelo. Las bajas tasas de descomposición conducen a grandes cantidades de ácido fúlvico, lo que aumenta en gran medida la meteorización química. La percolación descendente, junto con la meteorización química, filtra magnesio (Mg), hierro (Fe) y aluminio (Al) del suelo y los transporta hacia abajo, un proceso conocido como podzolización. Este proceso conduce a marcados contrastes en la apariencia y química de las capas del suelo.

Pedosfera de los trópicos

Los bosques tropicales (bosques lluviosos) reciben más insolación y lluvia durante temporadas de crecimiento más largas que cualquier otro entorno en la tierra. Con estas temperaturas elevadas, la insolación y la lluvia, la biomasa es extremadamente productiva, lo que lleva a la producción de hasta 800 gramos de carbono por metro cuadrado por año (8 toneladas de C/ha/año).Las temperaturas más altas y las mayores cantidades de agua contribuyen a tasas más altas de meteorización química. Las mayores tasas de descomposición hacen que cantidades más pequeñas de ácido fúlvico se filtren y filtren metales de la zona de meteorización activa. Por lo tanto, en marcado contraste con el suelo de los bosques, los bosques tropicales tienen poca o ninguna podzolización y, por lo tanto, no tienen marcados contrastes visuales y químicos con las capas del suelo. En cambio, los metales móviles Mg, Fe y Al se precipitan como minerales de óxido dando al suelo un color rojo oxidado.

Pedosfera de pastizales y desiertos

La precipitación en los pastizales es igual o menor que la evapotranspiración y hace que el desarrollo del suelo opere en condiciones de sequía relativa. Por lo tanto, se reduce la lixiviación y la migración de los productos de meteorización. Grandes cantidades de evaporación provocan la acumulación de calcio (Ca) y otros cationes grandes que floculan minerales arcillosos y ácidos fúlvicos en el perfil superior del suelo. La arcilla impermeable limita la percolación hacia abajo del agua y los ácidos fúlvicos, lo que reduce la meteorización química y la podzolización. La profundidad a la máxima concentración de arcilla aumenta en áreas de mayor precipitación y lixiviación. Cuando la lixiviación disminuye, el calcio precipita como calcita (CaCO ₃) en los niveles inferiores del suelo, una capa conocida como caliche.

Los desiertos se comportan de manera similar a los pastizales, pero operan en constante sequía ya que la precipitación es menor que la evapotranspiración. La meteorización química avanza más lentamente que en los pastizales y debajo de la capa de caliche puede haber una capa de yeso y halita. Para estudiar los suelos en los desiertos, los pedólogos han utilizado el concepto de cronosecuencias para relacionar el tiempo y el desarrollo de las capas del suelo. Se ha demostrado que el fósforo se lixivia muy rápidamente del sistema y, por lo tanto, disminuye con el aumento de la edad. Además, la acumulación de carbono en los suelos disminuye debido a las tasas de descomposición más lentas. Como resultado, las tasas de circulación de carbono en el ciclo biogeoquímico disminuyen.